地下水的基本特征

沉积盆地地下水始终处于持续不断地运动状态，其流动态势主要存在三个基本特点:
一是当盆地地下水补给来自周边山区(或高地)，大气降水(含融雪水)由补给区入渗，在水静压力驱动作用下顺沿含水系统倾伏方向侧向流动，入渗深度可达数公里，流经距离可达数百公里，甚至数千公里，朝向区域排泄基准面方向运动，在盆地的低位能带排泄，抑或排泄于海洋。这是开敞型水文地质构造系统中地下水流动的基本特点。主要是潜水，也有浅层承压地下水。
二是当含水系统在盆内深埋于地下，位于区域排泄基准面之下，且无外泄通道，但在盆地周边存在裸露区和补给区，大气降水在盆地周边入渗，地下径流离补给区愈远，渗透距离和渗透面积愈大，侧向渗透阻力愈大，侧向径流渐趋消失，转化为以垂向渗透为主，由地静压力驱动地下水流动，在含水系统埋藏最深的地方沿着含水系统的上倾方向形成上升水流。前者形成向心型流动，而后者形成离心型流动，两种水流对接的地方形成水压平衡带。通常在盆内靠近补给区的一侧，分布着不规则的渗入水环形水带。这是半开型或半闭型水文地质构造系统中地下水流动的基本特点。
三是当含水系统在盆内和盆外周边无裸露区，不存在大气降水或地表水入渗补给的通道，其上为新沉积层覆盖，含水系统处在沉压埋藏的封闭环境，地下水流动取决于上覆沉积层产生的地静压力。地下水在地静压力作用下的流动存在两种基本形式:
(1)细粒物质组成的泥质岩层比粗粒物质组成的砂质岩层的抗压强度小，但压缩强度大，则泥质岩层压挤出的水向相邻砂质岩层中作垂向运移。
(2)从盆地中部至边部，沉积层厚度和埋深渐趋减小，则盆地中部为地静压力为高值带，是水压形成带，而盆地边部地静压力渐趋减小，是水压的减压带。透水层中的地下水在地静压力作用驱动下由盆地中部沉降最深的部位朝向盆地周边形成上升的侧向水流，形成离心型流动，以面状或线状形式排泄。这是闭型水文地质构造系统中地下水流动的基本特点。

地下水虽然埋藏于地下，难以用肉眼观察，但它象地表上河流湖泊一样，存在集水区域，在同一集水区域内的地下水流，构成相对独立的地下水流系统。
地下水流系统的基本特征
在一定的水文地质条件下，汇集于某一排泄区的全部水流，自成一个相对独立的地下水流系统，又称地下水流动系。处于同一水流系统的地下水，往往具有相同的补给来源，相互之间存在密切的水力联系，形成相对统一的整体；而属于不同地下水流系统的地下水，则指向不同的排泄区，相互之间没有或只有极微弱的水力联系。 此外，与地表水系相比较，地下水流系统具有如下的特征：
1.空间上的立体性 地表上的江河水系基本上呈平面状态展布；而地下水流系统往往自地表面起可直指地下几百上千米深处，形成空间立体分布，并自上到下呈现多层次的结构，这是地下水流系统与地表水系的明显区别之一。2.流线组合的复杂性和不稳定性 地表上的江河水系，一般均由一条主流和若干等级的支流组合而成有规律的河网系统。而地下水流系统则是由众多的流线组合而成的复杂的动态系统，在系统内部不仅难以区别主流和支流，而且具有多变性和不稳定性。这种不稳定性，可以表现为受气候和补给条件的影响呈现周期性变化；亦可因为开采和人为排泄，促使地下水流系统发生剧烈变化，甚至在不同水流系统之间造成地下水劫夺现象。
3.流动方向上的下降与上升的并存性 在重力作用下，地表江河水流总是自高处流向低处；然而地下水流方向在补给区表现为下降，但在排泄区则往往表现为上升，有的甚至形成喷泉。
除上述特点外，地下水流系统涉及的区域范围一般比较小，不可能象地表江河那样组合成面积广达几十万乃至上百万平方公里的大流域系统。根据托思的研究，在一块面积不大的地区，由于受局部复合地形的控制，可形成多级地下水流系统，不同等级的水流系统，它们的补给区和排泄区在地面上交替分布。 地下水域就是地下水流系统的集水区域。它与地表水的流域亦存在明显区别，地表水的流动主要受地形控制，其流域范围以地形分水岭为界，主要表现为平面形态；而地下水域则要受岩性地质构造控制，并以地下的隔水边界及水流系统之间的分水界面为界，往往涉及很大深度，表现为立体的集水空间。如以人类历史时期来衡量，地表水流域范围很少变动或变动极其缓慢，而地下水域范围的变化则要快速得多，尤其是在大量开采地下水或人工大规模排水的条件下，往往引起地下水流系统发生劫夺，促使地下水域范围产生剧变。
通常，每一个地下水域在地表上均存在相应的补给区与排泄区，其中补给区由于地表水不断地渗入地下，地面常呈现干旱缺水状态；而在排泄区则由于地下水的流出，增加了地面上的水量，因而呈现相对湿润的状态。如果地下水在排泄区以泉的形式排泄，则可称这个地下水域为泉域。 地下水由于埋藏于地下岩土的空隙之中可以流动的水体，因而其分布、运动和水的性质，要受到岩土的特性以及贮存它的空间特性的深刻影响。与地表水系统相比，地下水系统显得更为复杂多样，并表现出立体结构的特点。
含水介质、含水层和隔水层
自然界的岩石、土壤均是多孔介质，在它们的固体骨架间存在着形状不一、大小不等的孔隙、裂隙或溶隙，其中有的含水，有的不含水，有的虽然含水却难以透水。通常把既能透水，又饱含水的多孔介质称为含水介质，这是地下水存在的首要条件。 所谓含水层是指贮存有地下水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水来的岩体。由于这类含水的岩体大多呈层状、故名含水层，如砂层、砂砾石层等。亦有的含水岩体呈带状、脉状甚至是块状等复杂状态分布，对于这样的含水岩体可称为含水带、含水体或称为含水岩组。
对于那些虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的岩体，称为隔水层，如质地致密的火成岩、变质岩，以及孔隙细小的页岩和粘土层均可戌为良好的隔水层。实际上，含水层与隔水层之间并无一条截然的界线，它们的划分是相对的，并在一定的条件下可以互相转化。如饱含结合水的粘土层，在寻常条件下，不能透水与给水，成为良好的隔水层；但在较大的水头作用下，由于部分结合水发生运动，粘土层就可以由隔水层转化为含水层。
含水介质的空隙性与水理性
1.含水介质的空隙性 含水介质的空隐性是地下水存在的先决条件之一。空隙的多少、大小、均匀程度及其连通情况，直接决定了地下水的埋藏、分布和运动特性。通常，将松散沉积物颗粒之间的空隙称为孔隙，坚硬岩石因破裂产生的空隙称裂隙，可溶性岩石中的空隙称溶隙（包括巨大的溶穴，溶洞等）。
1）孔隙率（n）又称孔隙度，它是反映含水介质特性的重要指标，以孔隙体积（Vn）与包括孔隙在内的岩土体积（V）之比值来表示，即n　=　Vn/V×100%。孔隙率的大小，取决于岩土颗粒本身的大小，颗粒之间的排列形式、分选程度以及颗粒的形状和胶结的状况等。
必须指出，孔隙率只有孔隙数量多少的概念，并不说明孔隙本身的大小（即孔隙率大并不表示孔隙也大）。孔隙的大小与岩土颗粒粗细有关，通常是颗粒粗则孔隙大，颗粒细则孔隙小。但因细颗粒岩土表面积增大，因而孔隙率反而增大，如粘土孔隙率达到45—55%；而砾石的平均孔隙率只有27%。
2）裂隙率（KT）裂隙率即裂隙体积（VT）与包括裂隙在内岩石体积（V）之比值：KT　=　VT/V×100%。与孔隙相比裂隙的分布具有明显的不均匀性，因此，即使是同一种岩石，有的部位的裂隙率KT可能达到百分之几十，有的部位KT值可能小于1%。
3）岩溶率（KK）溶隙的多少用岩溶率表示，即溶隙的体积（Vk）与包括溶隙在内的岩石体积（V）之比值：K　k　=　Vk/V×100%。溶隙与裂隙相比较，在形状、大小等方面显得更加千变万化，小的溶孔直径只几毫米，大的溶洞可达几百米，有的形成地下暗河延伸数千米。因此岩溶率在空间上极不均匀。
综上所述，虽然裂隙率（KT）、岩溶率（Kk）与孔隙率（n）的定义相似，在数量上均说明岩土空隙空间所占的比例。但实际意义却颇有区别，其中孔隙率具有较好的代表性，可适用于相当大的范围；而裂隙率囿于裂隙分布的不均匀性，适用范围受到极大限制；对于岩溶率（Kk）来说，即使是平均值也不能完全反映实际情况，所以局限性更大。
2.含水介质的水理性质 岩土的空隙，虽然为地下水提供了存在的空间，但是水能否自由的进出这些空间，以及岩土保持水的能力，却与岩土表面控制水分活动的条件、性质有很大的关系。这些与水分的贮容、运移有关的岩石性质，称为含水介质的水理性质，包括岩土的容水性、持水性、给水性、贮水性、透水性及毛细性等。
1）容水性指在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能，以容水度来衡量。容水度（Wn）定义为岩土容纳水的最大体积Vn与岩土总体积V之比，即Wn=Vn/V×100%。由定义可知，容水度Wn值的大小取决于岩土空隙的多少和水在空隙中充填的程度，如全部空隙被水充满，则容水度在数值上等于孔隙度；对于具有膨胀性的粘土，充水后其体积会增大，所以容水度可以大于孔隙度。
2）持水性饱水岩土在重力作用下排水后，依靠分子力和毛管力仍然保持一定水分的能力称持水性。持水性在数量上用持水度表示。持水度Wr定义为饱水岩土经重力排水后所保持水的体积Vr和岩土总体积V之比。即Wr=Vr/V×100%，其值大小取决于岩土颗粒表面对水分子的吸附能力。在松散沉积物中，颗粒愈细，空隙直径愈小，则同体积内的比表面积愈大，Wr，愈大。
3）给水性 指饱水岩土在重力作用下能自由排出水的性能，其值用给水度（μ）来表示。给水度定义为饱水岩土在重力作用下，能自由排出水的体积Vg和岩土总体积V之比，即μ=Vg/V×100%。
由上述3个定义可知：岩土持水度和给水度之和等于容水度（或孔隙度），即Wn=Wr+μ或n　=　Wr+μ。式中n为孔隙度。
4）透水性 指在一定条件下，岩土允许水通过的性能。透水性能一般用渗透系数K值来表示。其值大小首先与岩土空隙的直径大小和连通性有关，其次才和空隙的多少有关。如粘土的孔隙度很大，但孔隙直径很小，水在这些微孔中运动时，不仅由于水与孔壁的摩阻力大而难以通过，而且还由于粘土颗粒表面吸附形成一层结合水膜，这种水膜几乎占满了整个孔隙，使水更难通过。透水层与隔水层虽然没有严格的界限，不过常常将渗透系数K值小于0.001米/日的岩土，列入隔水层，大于或等于此值的岩土属透水层。
5）贮水性 上述岩土的容水性和给水性，对于埋藏不深、厚度不大的潜水（无压水）来说是适合的，但对于埋藏较深的承压水层来说，往往存在明显的误差。主要原因是在高压条件下释放出来的水量，与承压含水介质所具有的弹性释放性能以及来自承压水自身的弹性膨胀性有关。通常，埋藏愈深，承压愈大则误差愈大。因而需要引入贮水性概念。承压含水介质的贮水性能可用贮水系数或释水系数表示，其定义为：当水头变化为一个单位时，从单位面积含水介质柱体中释放出来的水体积，称为释水系数（s），它是一个无量纲的参数。大部分承压含水介质的s值大约从10-5变化到10-3。
蓄水构造
所谓蓄水构造，是指由透水岩层与隔水层相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构造体。一个蓄水构造体需具备以下3个基本条件，第一，要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间；第二，有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界；第三，具有透水边界，补给水源和排泄出路。 不同的蓄水构造，对含水层的埋藏及地下水的补给水量、水质均有很大的影响。尤其在坚硬岩层分布区，首先要查明蓄水构造，才能找到比较理想的地下水源。这类蓄水构造主要有：单斜蓄水构造、背斜蓄水构造、向斜蓄水构造、断裂型蓄水构造、岩溶型蓄水构造等。在松散沉积物广泛分布的河谷、山前平原地带，有人根据沉积物的成因类型，空间分布及水源条件，区分为山前冲洪积型蓄水构造、河谷冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造等。